geologÍa - api.eoi.esapi.eoi.es/api_v1_dev.php/fedora/asset/eoi:45398/componente45396.pdf ·...

Master en Ingeniería Medioambiental y Gestión del Agua 2007/2008

MÓDULOIII: RECURSOS HÍDRICOS

GEOLOGÍA

AUTOR:PILAR FUENTES RODRIGUEZ CEDEX

©: Quedan reservados todos los derechos. (Ley de Propiedad Intelectual del 17 de noviembre de 1987 y Reales Decretos). Documentación elaborada por el autor/a para EOI. Prohibida la reproducción total o parcial sin autorización escrita de EOI.



Página 2 de 25

INDICE 1. INTRODUCCIÓN 3 2. LAS ROCAS 4 2.1. Tipos de rocas 4 2.2. Propiedades de las rocas 5 3. GEOLOGIA ESTRUCTURAL 7 3.1. Fuerza y esfuerzo 7 3.2. Comportamiento mecánico de las rocas 9 3.3. Deformaciones permanentes 10 3.3.1. Pliegues 10 3.3.2. Fracturas 12 3.3.3. Mantos de cabalgamiento 14 4. NOCIONES DE CARTOGRAFIA 15 4.1. Representación de elementos geométricos 16 4.2. Representación de la estratificación y la esquistosidad 18 4.3. Representación de los contactos litológicos 19 4.4. Representación de fallas 19 4.5. Representación de pliegues 20 5. HIDROGEOLOGIA 21 5.1. El ciclo hidrológico 21 5.2. Movimiento del agua en al terreno 23 5.3. Clasificación hidrogeológica de las formaciones rocosas 23 6. BIBLIOGRAFIA 25



Página 3 de 25

1. INTRODUCCIÓN

La GEOLOGIA (del griego geo, tierra, y logos, estudio) es la ciencia que estudia la tierra, la materia que la compone, su mecanismo de formación, los cambios o alteraciones que esta ha experimentado desde su origen, y la colocación que tiene en su actual estado. Pero además es la ciencia que estudia las interrelaciones existentes entre la tierra y la atmós-fera, entre la tierra y la biosfera, la tierra y la hidrosfera.

Como la Tierra es una entidad compleja, en geología existen varias subdisciplinas o especialidades que en ocasiones entroncan con otras disciplinas como Biología, Química, Física,…. Dichas especialidades son tan variadas como variado puede ser la escala de tama-ño del estudio, el tipo de roca, el marco temporal,….

Así hablamos de Cristalografía, cuando nos referimos a la parte de la geología que se dedi-ca al estudio de las estructuras cristalinas, o de Geología Planetaria cuando el objeto del estudio son los cuerpos celestes. De Geoquímica cuando se estudia la composición y el comportamiento químico de la Tierra, y de Geofísica, cuando se estudia desde el punto de vista físico. De Geología Económica si el estudio se enfoca hacia los depósitos minerales susceptibles de una explotación por el hombre con un beneficio práctico o económico, o de Geología del Petróleo si el objeto del estudio son los métodos o técnicas para la localización y explotación de hidrocarburos. La Mineralogía es la rama de la geología que estudia las propiedades físicas y químicas de los minerales, mientras que la Petrología es la rama de la geología que estudia las propiedades físicas, químicas, mineralógicas, espaciales y cronoló-gicas de las asociaciones rocosas y de los procesos responsables de su formación. La Paleon-tología estudia los seres orgánicos desaparecidos y su interpretación y la Geología Histórica estudia las transformaciones que ha sufrido la Tierra desde su formación. La Hidrogeología es una rama de las ciencias geológicas que estudia las aguas subterráneas en lo relacionado con su origen, su circulación, su interacción con los suelos y las rocas,….y la Hidrología estudia la parte externa del ciclo hidrológico. Geología estructural, Geología Regional, Sedimentología, Estratigrafía, Gemología, Símología, Geología Ambiental, Ingeniería Geológica,



Página 4 de 25

2. LAS ROCAS. MINERAL: sólido inorgánico natural que posee una estructura interna ordenada y una com-posición química definida. Existen en la tierra alrededor de 4000 minerales cada uno de los cuales está definido por su composición química y su estructura interna.

ROCA: agregado natural (sistema homogéneo) que se presenta en nuestro planeta en masas de grandes dimensiones, formados por uno o más minerales. 2.1. TIPOS DE ROCAS

Las rocas, en función de su origen, se pueden dividir en tres grandes grupos: ROCAS ÍGNEAS.- Formadas a partir del enfriamiento de material fundido (magma). Si el en-friamiento se produce en superficie y de forma rápida se originan las rocas volcánicas. Si cristaliza lentamente en el interior se forman las rocas plutónicas y cuando cristaliza en grie-tas de la superficie, hablamos de rocas filonianas. ROCAS METAMÓRFICAS.- Formadas por la transformación de rocas ígneas, metamórficas o sedimentarias al someterse a incrementos de presión y/o temperatura.

ROCAS SEDIMENTARIAS.- Formadas en la superficie terrestre por la deposición o sedimenta-ción de materiales formando capas o estratos. Se denominan Detríticas cuando se originan por deposición de fragmentos de otras rocas, químicas a partir de la precipitación de com-puestos químicos, y orgánicas por acumulación de restos de seres vivos.

A lo largo del tiempo una roca puede transformarse en otro tipo de roca a causa de cambios físicos y /o químicos como la meteorización, erosión, transporte y sedimentación que puede afectar a una roca ígnea, originando una roca sedimentaria. El CICLO GEOLOGICO ilustra de manera gráfica la interacción entre sedimentación, hundimiento, deformación, magmatismo, levantamiento y meteorización



Página 5 de 25

Como ya hemos mencionado en el apartado anterior la ciencia dedicada al estudio de las formas del relieve terrestre se denomina Geomorfología.

Dejando al margen los procesos tectónicos responsables de la configuración actual de los continentes y océanos, de las grandes cordilleras, etc., el paisaje procede de la interacción entre el clima (del cual dependen los agentes de la erosión como los glaciares, los ríos o el viento) y las rocas. Tanto los agentes de la erosión como los diferentes tipos de rocas impri-men en el paisaje huellas que son fáciles de reconocer.

Los paisajes de las rocas ígneas plutónicas están caracterizados por la existencia de gran-des masas irregulares de rocas cristalinas divididas por múltiples fracturas (diaclasas) a partir de las cuales las rocas se desgastan originando bloques de formas redondeadas.

Los paisajes de las rocas ígneas volcánicas son inconfundibles debido a los edificios vol-cánicos, las coladas de lava, los grandes espesores de cenizas o las acumulaciones de esco-rias.

Los paisajes de rocas metamórficas pueden ser bastante variados. Algunas rocas como las cuarcitas y los gneises son muy resistentes a los procesos erosivos originando resaltes en el paisaje. Otras como las pizarras suelen originar relieves suaves con lomas convexas.

Los paisajes de rocas sedimentarias son reconocibles por la estratificación de las capas, que pueden disponerse horizontales, inclinadas o replegadas. Las rocas detríticas son poco coherentes por lo que, en líneas generales, dan lugar a relieves bajos.

Respecto a las rocas sedimentarias bioquímicas, son muy interesantes y comunes los paisajes de rocas calizas que están caracterizados por la estratificación de sus capas y por sus abun-dantes huellas de disolución. Las formas de "muela" y "mesa" son debidas a una disposición horizontal de los estratos de calizas.

2.2. PROPIEDADES DE LAS ROCAS Definir las propiedades de las rocas en general resulta complicado al tratarse de ma-teriales heterogéneos formados en diferentes ambientes. De hecho las propiedades dependen directamente de las propiedades de los minerales que las forman, de la forma y tamaño de los granos, de su ordenación espacial, de su distribución,… Resultaría mucho más sencillo hacer una descripción de las propiedades de las rocas partiendo de cada tipo de roca.

Pero podemos hacer unas definiciones generales de algunas de las propiedades que se consideran más importantes, por su utilización en minería, hidrogeología, geotécnia, etc…

ESTRUCTURA.- Disposición de los elementos que constituyen la roca, minerales aislados, grupos de minerales,… Estructura compacta.- Masa homogénea Granular.- Estructura formada por granos adheridos entre si

Porfídica.- Cuando en la masa de material uniforme, destacan granos de gran tama-ño.



Página 6 de 25

Estratificada.- Cuando el material se presenta en bandas o estratos bien diferencia-dos Esquistosa.- Cuando los estratos son más delgados. Clástica.- Originada por la sedimentación de fragmentos de gran tamaño, pudiendo ser Brechiode, si los fragmentos son angulosos, Pudinguiforme, si los fragmentos son redondeados, Amigdaloide, si los fragmentos presentan forma de almendra,.. Laminar.- Cuando es posible exfoliar el cuerpo en láminas delgadas. Fibrosa.- Si presenta una estructura en fibras paralelas o radiales. Porosa.- Cuando presenta huecos en el interior de su masa.

DENSIDAD.- Se entiende por densidad de un cuerpo a la masa contenida por unidad de volumen. Se mide en Kilogramos por metro cúbico

• Si el cuerpo es completamente homogéneo, la densidad será el cociente de la masa del cuerpo y el volumen que este ocupa .

• Si el cuerpo es heterogéneo, se calcula la densidad media tomando volúmenes pro-gresivamente reducidos, llegando en el límite al concepto de densidad en un punto.

• Es más frecuente utilizar la densidad relativa respecto al agua, que es el cociente en-tre la masa de un volumen determinado de una sustancia y la masa de un volumen igual de agua. La densidad absoluta la tendremos multiplicando su densidad relativa por la densidad absoluta del agua.

PESO ESPECÍFICO.- Se define como el peso de una sustancia por unidad de volumen. Se calcula dividiendo el peso de la sustancia entre el volumen que esta ocupa. Y se mide en Kilopondios por metro cúbico o en newton por metro cúbico.

POROSIDAD.- Se define como la relación entre el volumen ocupado por los poros y el volumen total de la roca y se cuantifica en %. Genéticamente se puede hablar de una porosi-dad primaria que se origina a la vez que se forman las rocas y de una porosidad secundaria que se origina posteriormente mediante procesos tales como diaclasado, meteorización, diso-lución,…

Además, el tipo de porosidad viene controlado por el empaquetado de las partículas, la forma de los granos, su disposición y tamaño. Por ello no todos los poros son iguales. Puede ocu-rrir que dichos poros se encuentren intercomunicados entre si lo que permitiría la circulación de fluidos a través de ellos. Estaríamos hablando en este caso de la porosidad eficaz. Puede ocurrir que los poros no se hallen intercomunicados, de modo que los fluidos no podrían circular, o podríamos tener una situación intermedia con poros semicomunicados que dificul-tará la circulación de fluidos.

Relacionado con la porosidad encontramos otro parámetro muy utilizado en hidrogeología que es lo que denominamos Retención específica, que sería la diferencia entre la porosidad total y la porosidad eficaz. Y lo contrario sería Rendimiento específico, que nos informa del volumen de agua que podríamos obtener de un medio poroso saturado.



Página 7 de 25

COMPACIDAD.- Propiedad complementaria de la porosidad. Se define como 1 menos la porosidad de la roca.

PERMEABILIDAD.- Se define como la capacidad de una roca de dejar pasar fluidos a su través. En esta propiedad influyen, además de las características del terreno, la densidad y viscosidad del fluido, factores controlados por la presión y la temperatura. Se mide en cm/sg o más frecuentemente en metro/día.

Si nos referimos a la permeabilidad que depende tan solo de las características del medio estamos hablando de la permeabilidad intrínseca y se mide en metro cuadrado o centímetro cuadrado.

3. GEOLOGIA ESTRUCTURAL En una primera aproximación la corteza terrestre es marcadamente estable; las rocas aparecen fijas y estabilizadas, al menos en lo que a la escala humana se refiere.

Pero la corteza terrestre se deforma, al menos en ciertas zonas… Y para poder ob-servar la deformación de los materiales siempre hay que buscar un elemento de referencia. En el caso de las rocas sedimentarias ese elemento de referencia serán los planos de estrati-ficación, o los planos de esquistosidad en las rocas metamórficas,…

Si nos fijamos en las rocas sedimentarias que han conservado su buzamiento original perfectamente horizontal podríamos decir que dichas rocas no han sufrido otras deformacio-nes que aquellas que han provocado la elevación del conjunto. En otras zonas, esas mismas capas han sido afectadas por fracturas que rompen la continuidad de la estratificación, bien por una distensión o bien por una compresión, observando entonces un desplazamiento de las capas a ambos lados de la fractura. Y finalmente en otras regiones, las capas presentan buzamientos variables, que pueden ir de 0º a 90º, diciendo entonces que las capas están ple-gadas. Estos pliegues corresponden evidentemente a un acortamiento y este acortamiento indica compresión, que será tanto más importante cuanto más apretados aparezcan dichos pliegues. En conclusión, el simple examen de las rocas sedimentarias, nos permite delimitar en la superficie del globo, las zonas estables, las zonas fracturadas por distensión, y las zonas plegadas y fracturadas por compresión. Y si tenemos en cuenta la edad de las rocas deforma-das, es posible, además, tener una idea de la edad de las deformaciones.

3.1. FUERZAS Y ESFUERZO Ya hemos indicado anteriormente, que aunque a escala humana esto no sea aprecia-ble, las rocas de la corteza están sometidas permanentemente a fuerzas o perturbaciones. Y estas pueden variar considerablemente según que las rocas estén sometidas a una compre-sión, una distensión, a movimientos verticales o estén en reposo.

Se define fuerza como una magnitud vectorial que tiende a producir un cambio en el movimiento de un cuerpo o en su estructura interna, es decir, tiende a producir una deforma-ción. Debido a su carácter vectorial, varias fuerzas actuando sobre un mismo punto pueden



Página 8 de 25

combinarse o sumarse en una sola y, similarmente, una fuerza puede considerarse que está compuesta de varias y puede descomponerse en ellas.

Hay dos tipos de fuerzas:

a) Las fuerzas del cuerpo o másicas («body forces») están en relación directa con la masa del cuerpo al cual se aplican, aunque su origen puede ser debido a causas ex-ternas. Son fuerzas del cuerpo las inducidas por la gravedad, la centrífuga o las crea-das por campos magnéticos, por ejemplo. Sólo la gravedad es importante en los pro-cesos que dan lugar a deformaciones de las rocas.

b) Las fuerzas de superficie («surface forces») dependen siempre de causas exter-nas al cuerpo y no guardan ninguna relación con la masa del mismo. Se llaman así porque se puede considerar que son aplicadas a una superficie del cuerpo. Las fuer-zas de superficie se subdividen en simples y compuestas.

Fuerzas de cizalla

Fuerza compuesta torsional

Las simples tienden a producir movimiento y las compuestas tienden a producir dis-torsión. Que realmente produzcan o no deformación, dependerá de su intensidad y de las propiedades del cuerpo o de su situación.

Las fuerzas compuestas que consisten en dos fuerzas actuando en sentidos contrarios a lo largo de la misma dirección se dividen en tensiónales, cuando son divergentes, y compresivas o compresionales, cuando convergen hacia el cuerpo. Dos fuerzas actuando en sentido contrario según dos rectas paralelas constituyen lo que se llama un par de fuerzas o fuerzas de cizalla. Y las fuerzas torsionales cuando tenemos



Página 9 de 25

cuatro pares de fuerza.

Y se define esfuerzo como la fuerza por unidad de superficie que soporta o se aplica sobre un plano cualquiera de un cuerpo. Se mide en fuerza por unidad de superficie:

σ = δF / δS

Es decir, es la relación entre la fuerza aplicada y la superficie sobre la que se aplica. Es importante comprender esta relación entre fuerza aplicada y superficie sobre la que se aplica: una fuerza aplicada a un cuerpo es la misma con independencia de la superficie del mismo sobre la cual se aplique. De hecho, se aplica a todo el cuerpo y, por tanto, a todas las infinitas superficies contenidas en él, aunque nosotros podemos considerar su efecto sobre una o varias en particular. En cambio, esa misma fuerza no genera el mismo esfuerzo sobre cada una de las superficies del cuerpo, pues al variar la superficie, varía la relación fuerza /superficie, que es el esfuerzo.

Respecto a los tipos de esfuerzo, podemos diferenciar entre:

a) Presión litostática, esfuerzo creado por la gravedad

b) Esfuerzos causados por fuerzas de superficie. Si el esfuerzo actúa perpendicular-mente a un plano se llama esfuerzo normal y si actúa paralelo al plano se llama es-fuerzo de cizalla. El esfuerzo normal es el que tiende a comprimir o separar las dos partes del cuerpo que quedan a ambos lados del plano sobre el que actúa y el esfuer-zo de cizalla tiende a romper el cuerpo por ese plano y a desplazar las dos mitades del cuerpo una junto a la otra.

3.2. COMPORTAMIENTO MECANICO DE LAS ROCAS.

La acción de los esfuerzo sobre los materiales produce una deformación.

Si se registran simultáneamente las variaciones del esfuerzo y la deformación se obtiene una curva ESFUERZO-DEFORMACION. Y podemos comprobar mediante ensayos que estas curvas varían considerablemente en función de las rocas y de las condiciones en que se encuentran dichos materiales.

El comienzo de una curva ESFUERZO-DEFORMACION corresponde generalmente a una recta de fuerte pendiente, lo que muestra que la deformación es poco importante e in-dica que existe una relación lineal entre esfuerzo y deformación. Esta primera etapa de la deformación corresponde al DOMINIO ELASTICO, pues si el esfuerzo se suprime el mate-rial vuelve a recuperar su forma original. Ciertas rocas pueden alcanzar su punto de rotura cuando todavía se está en el dominio elástico o al comienzo de la deformación plástica; se habla entonces de ROTURA FRAGIL.

Cuando las rocas no son frágiles, la curva esfuerzo-deformación se flexiona poco a poco y su pendiente disminuye. (Un incremento pequeño del esfuerzo implica una gran de-formación). Si se suprime el esfuerzo, se comprueba que la roca ha sufrido una deformación permanente. Estamos en el campo de la DEFORMACIÓN PLASTICA. En el dominio plásti-co la curva esfuerzo-deformación puede presentarse de diferente formas, puede conservar una cierta pendiente, lo que significa que es necesario aumentar el esfuerzo para conseguir mayor deformación; puede tomar una pendiente nula, lo que indicaría que existe deforma-



Página 10 de 25

ción sin incremento del esfuerzo (diríamos entonces que la roca es idealmente plástica); o se podría , después de pasar por un máximo que permite definir un límite de resistencia última, observar que la curva se hace negativa, con lo que la deformación continuaría aunque dismi-nuyese el esfuerzo.

En todos los casos, más allá de un cierto límite de deformación, se produce la rotura. Si la deformación antes de la rotura es débil, se dice que la roca es FRAGIL O COMPETENTE, si la deformación es importante se dice que es dúctil o INCOMPETENTE

Figura 1.

3.3. DEFORMACIONES PERMANENTES. ESTRUCTURAS TECTONICAS 3.3.1. PLIEGUES Se dice que una roca se pliega cuando una superficie de referencia definida como plana se transforma en una superficie curva. El plegamiento es tanto más neto cuando las variaciones de buzamiento son más fuertes y más numerosas.

ELEMENTOS DE UN PLIEGUE

Cresta.- Punto de máxima altura de un pliegue

Charnela.- Punto de máxima curvatura del pliegue

Punto de Inflexión.- Punto donde la curva cambia de signo

Seno o valle.- Punto más bajo del pliegue

Línea de cresta.- Línea que une los puntos de máxima altura.

Línea de charnela.- Línea que une los puntos de máxima curvatura.

Línea de inflexión.- Línea que une los puntos de inflexión

Plano axial.- Plano que contiene la línea de charnela de todas las superficies plegadas. Divi-de al pliegue en dos partes.

Eje del pliegue.- Intersección del plano axial con un plano horizontal o vertical. Eje b se define como la línea que desplazándose paralelamente a sí misma es capaz de generar el pliegue.



Página 11 de 25

Terminación periclinal.- Zona donde termina el pliegue en la dirección del eje b.

Altura del pliegue.- Distancia vertical entre la charnela del anticlinal y la charnela del sin-clinal.

Altura del pliegue.- Distancia entre dos planos axiales consecutivos.

CLASIFICACIONES DE PLIEGUES

• ATENDIENDO A LA EDAD DE LOS ESTRATOS

Anticlinal. – Los estratos presentan una estructura convexa y los estratos del interior del pliegue son más antiguos que los del exterior.

Sinclinal.- Presentan una estructura cóncava y los materiales del interior son más jó-venes que los del exterior.

Anticlinal sinformal.- Estructura de anticlinal pero con forma de sinclinal.

Sinclinal antiformal.- Estructura de sinclinal pero con forma de anticlinal.

• ATENDIENDO A LA POSICION DEL PLANOS AXIAL

Verticales.- Cuando el buzamiento del plano axial es de 90º

Inclinados.- Cuando β< 90º y cada uno de los flancos buza en sentido contrario

En rodilla.- Cuando β< 90º y uno de los flancos es vertical.

Tumbados.- Cuando β< 45º y los dos flancos buzan en el mismo sentido.

Acostados.- Cuando el β = 0º

• ATENDIENDO AL ESPESOR DE LOS ESTRATOS

Isopaco.- Se mantiene el espesor del estrato a lo largo del pliegue.

Anisopacos.- El espesor del estrato varía. Hablamos de pliegues similares cuando presenta los flancos estrechos y charnela ancha y de pliegues hipertensos cuando los flancos son anchos y la charnela estrecha.

• ATENDIENDO A LA RELACIÓN LONGITUD ANCHURA

Lineales.- Longitud muy superior a la anchura (anticlinales y sinclinales)

Braquipliegues.- Longitud > anchura (braquianticlinales y braquisinclinales).



Página 12 de 25

Domos o cubetas.- Longitud = anchura. Domo cuando tiene estructura de anticlinal y cubeta cuando tiene estructura de sinclinal.

• ATENDIENDO A LA POSICION DE LOS FLANCOS

Normales.- Los flancos buzan en sentido opuesto.

Isoclinales.- Los flancos buzan en el mismo sentido

En abanico.- Charnela redondeada y amplia.

En cofre o en caja.- Dos charnelas con un tramo más o menos horizontal entre ellos

ASOCIACIONES DE PLIEGUES

Anticlinorio.-Cuando el conjunto de anticlinales y sinclinales tiene forma de anticlinal.

Sinclinorio.- Cuando el conjunto de anticlinales sinclinales tiene forma de sinclinal.

TIPOS DE PLEGAMIENTOS

Armónico.- Todas las capas tienen la misma competencia, luego todas las capas se pliegan de igual forma.

Disarmónico.- No todas las capas tienen la misma competencia, y por tanto el plegamiento es distinto de una a otras.

Extrusivo o diapírico.- Cuando una de las capas es muy plástica (yesos) o incluso fluida (magmas)

De despegue.- Una de las capas actúa como material de despegue.

3.3.2. FRACTURAS Las fracturas se originan cuando se vence la resistencia del material a ser roto. Se denomina en general deformación discontinua puesto que se pierde la continuidad de los planos de referencia (planos de estratificación, de esquistosidad,…). Según si existe despla-zamiento o no a ambos lados del plano de rotura hablamos de:

DIACLASAS Las diaclasas son las fracturas en las que no se produce desplazamiento relativo de los dos bloques a ambos lados del plano de rotura. Generalmente aparecen perpendiculares a la es-tratificación, pero pueden adoptar cualquier disposición.

Cuando las fracturas son abiertas se habla de FISURAS O GRIETAS; cuando estas han sido



Página 13 de 25

reemplazadas por minerales de neoformación se denominan FILONES O VENAS; y si las fisuras se rellenas de material volcánico se denominan DIQUES.

Las diaclasas generalmente no aparecen aisladas sino que forman sistemas complejos que pueden llegar a ser muy densos y recortar la roca en gran cantidad de elementos (esto favo-rece enormemente la explotación de las canteras).

Las diaclasas se suelen clasificar en función de su origen, diferenciando entre:

SINCLASAS.- Las diaclasas se originan cuando la roca se está formando como tal, durante la diagénesis, o durante la consolidación magmática y suelen ser de retrac-ción o de descompresión.

TECTOCLASAS.- Son posteriores a la formación de las rocas y originadas por es-fuerzos tectónicos.

FALLAS Son fracturas en las que existe un desplazamiento relativo de los bloques a ambos lados del plano de rotura. Una falla generalmente se define como una discontinuidad plana en la que se ha producido un desplazamiento

. ELEMENTOS DE UNA FALLA

LABIOS DE FALLA.-Son los dos bloques desplazados sobre el plano de ro-tura. Se habla de bloque o labio levantado (por encima) y de labio hundido.

PLANO DE DE FALLA. Superficie definida por la fractura y el movimiento de los bloques. Nos define el buzamiento y la dirección de la falla. Cuando el plano está pulimentado por la fricción de los bloques se denomina ESPEJO DE FALLA, pero lo más normal es que encontremos ESTRIAS DE FALLA, acanaladuras debidas al roce de los bloques y que nos indican la di-rección del movimiento. En algunas ocasiones pueden aparecer también BRECHAS DE FALLA por efecto de la trituración de las rocas colindantes.

LINEA DE FALLLA.-Intersección del plano de falla con la superficie del te-rreno.

SALTO DE FALLA.- Valor del desplazamiento producido entre ambos la-bios de falla.

ESCARPE DE FALLA.- Resalte topográfico por el fallamiento. Inicial-mente el escarpe lo da el labio levantado pero posteriormente la ero-sión puede hacer resaltar el labio hundido.



Página 14 de 25

TIPOS DE FALLAS FALLA VERTICAL.- El buzamiento del plano de falla es de 90º

FALLA NORMAL.- El plano de falla buza hacia el labio hundido o lo que es lo mismo el labio levantado queda por debajo del plano de falla. Se originan por es-fuerzos distensivos. Siempre implican un alargamiento de la serie

FALLA INVERSA.- El plano de falla buza hacia el labio levantado, o bien el labio levantado queda por encima del plano de falla. Se originan como consecuencia de esfuerzos compresivos. Producen un acortamiento de la serie.

FALLAS DE DIRECCION O DE DESGARRE.- No existe ni labio levantado ni labio hundido. Generalmente el plano de falla es vertical y el desplazamiento de los blo-ques se realiza paralelamente a la línea de falla.

FALLAS TRANSFORMANTES.- Son un tipo especial de fallas de dirección, en loas que son los bloques los que generan la falla y no al revés.

FALLAS EN TIJERA.- Fallas con un movimiento de bloques oblicuo, de modo que uno de ellos gira alrededor del otro.

Pero además hay que tener en cuenta que las fallas no aparecen generalmente aisladas sino que aparecen asociadas:

Asociación de fallas inversas.- Originan cadenas cabalgantes dando lugar, en la vertical, a la repetición de una serie estratigráfica. Pueden originar también la formación de mantos de cabalgamiento.

Asociación de fallas normales.- Dan lugar a un conjunto de bloques levantados o macizos denominados HORST o PILARES por un lado y por otro lado un conjunto de bloques hun-didos denominados FOSAS TECTONICAS O GRABENS.

3.3.3. MANTOS De CABALGAMIENTO. Los mantos son masas rocosas arrastradas sobre un yaciente, con el que anteriormen-te no tenía ninguna relación. Se producen a favor de una superficie de despegue, que gene-ralmente suele ser una falla inversa. Cuando el cabalgamiento a lo largo de la falla inversa es del orden de kilómetros se denomina Manto de corrimiento, y si es de una escala menor, hablamos de cabalgamientos.



Página 15 de 25

Elementos de un manto

Alóctono.- Unidad superior anormalmente puesta sobre el autóctono.

Autóctono.- Parte rocosa inferior sometida al alóctono.

Patria.- Domino paleogeográfico de donde proviene el manto.

Raíz.- Lugar exacto de donde proviene el manto.

Ventana Tectónica.- Zona en la que aflora el autóctono, que se encuentra totalmente rodea-do de alóctono.

Klipper.- Porción de alóctono rodeada de autóctono.

Frente del manto.- Lugar geométrico de los puntos más adelantados del manto.

4. NOCIONES DE CARTOGRAFIA.

Definimos Cartografía como el conjunto de estudios y operaciones científicas y téc-nicas que a partir de los resultados del levantamiento original o del examen y estudio de los datos de una documentación, se realizan para la elaboración y confección de mapas, planos y otros sistemas de expresión, o para su utilización.

Proyección.- Trazar líneas rectas desde todos los puntos de un sólido u otra figura, según determinadas reglas, hasta que encuentren una superficie, por lo común, plana.

Escala.- Línea recta dividida en partes iguales que representan metros, Km., etc... y que sirve para dibujar proporcionalmente en un mapa o plano las distancias o dimensiones de un terreno, edificio, máquina u otro objeto, y para averiguar, con ayuda de ella sobre el pla-no, las medidas de lo dibujado.

Por su forma de representación las escalas pueden ser:

- Numéricas.- Expresan en forma de quebrados la relación entre las dimensiones en



Página 16 de 25

el mapa y las correspondientes en el terreno. El numerador expresa el tamaño dibu-jado (normalmente se reduce a 1) y el denominador el tamaño real al que correspon-de. Ej.: Escala 1:100.000 (1 cm en el mapa son 100.000 cm en la realidad)

- Gráfica.- Representa en forma gráfica, normalmente como un segmento, las di-mensiones a que equivale en valor real este segmento sobre el terreno. Suele ir sub-dividido, en unidades menores, dando el dibujo la impresión de una escala o escale-ra, que es el origen del nombre dado a estas relaciones de proporción. Hay que tener en cuenta que el segmento utilizado debe representar siempre un número entero de las magnitudes de medida, sean metros Km., etc.…

Mapas Topográficos.- Es la representación en dos dimensiones (en un plano) y a escala de una zona de la superficie terrestre. Debido a que la esfera terrestre tiene una super-ficie geométrica no desplegable en una forma plana es imposible trasladarla a una superficie plana sin cometer errores.

Mapas Geológicos.- Mapas que muestra la distribución superficial de distintos tipos de rocas, es decir las zonas donde aflorar diferentes tipos de rocas. Además de la informa-ción litológica se incluye información referente a la edad de las rocas, relaciones estructura-les, etc. Los mapas geológicos se construyen sobre los mapas topográficos. La información geológica referente a edades y litologías de las rocas se representa mediante tramas (litolo-gías) y colores (edades). Existen una serie de convenios para establecer qué representan cada trama y color utilizados en cartografía geológica. No obstante, un mapa geológico siempre debe presentar una leyenda que nos permita interpretar toda la información reflejada en el mismo. Como la geometría de la mayoría de los elementos estructurales que se representan en los mapas geológicos puede asimilarse a planos (p. ej. Un dique) o a líneas (p. ej. un eje de pliegue) es importante para la correcta interpretación de los mapas geológicos conocer como se orientan en el espacio y se representan en un mapa los planos y las líneas. Para la representar como están orientados los elementos estructurales de un mapa se emplean una serie de símbolos que representan la orientación y características de los estratos, poscontac-tos entre capas, las fallas, los pliegues, etc.

4.1. Representación de elementos Geométricos

En un mapa geológico cualquier elemento geométrico que queramos situar en él debe refe-renciarse con respecto al norte geográfico (dirección,δ) y al plano horizontal (buzamien-to,β). Por tanto, para interpretar los mapas geológicos es fundamental definir los conceptos de dirección y buzamiento de un plano. Ya que generalmente mediante un plano podemos representar gran cantidad de estructuras geológicas, por ejemplo, un estrato, una falla, un dique, etc.

• Dirección de un plano (δ). Se puede definir como el ángulo de una línea horizontal contenida en ese plano con respecto al norte. Para determinar la dirección de una ca-pa o estrato podemos considerar cualquier plano paralelo al muro o al techo del es-trato. El valor de la dirección puede darse según varias notaciones: de 0° a 360° (ejemplo: 235º, 125º, 85º,...); de 0º a 180º y añadiendo que sentido tiene la dirección: oeste (O) o este (E) (ejemplo: N125ºE, N45ºE, N150ºO,...).



Página 17 de 25

• Buzamiento de un plano (β). Se puede definir como el ángulo que forma la línea de máxima pendiente contenida en dicho plano con respecto a la horizontal. La línea de máxima pendiente en un plano es siempre perpendicular a la dirección del mismo. El valor del buzamiento varía entre 0° y 90°. Para determinar correctamente el buza-miento es necesario determinar hacia que lugar de la rosa de los vientos se inclina el plano considerado. Es decir, hacia donde se introduce el plano en el terreno.

En el caso de querer determinar la orientación de una línea debemos determinar su sentido e inmersión, que son conceptos análogos a los de dirección y buzamiento de un plano pero referidos en este caso a elementos geométricos asimilables a una línea. Mediante una línea también se representar gran cantidad de estructuras geológicas, por ejemplo, un eje de plie-gue, una lineación mineral, etc.

• Sentido de Inmersión de una línea (SI). Se puede definir como el ángulo que for-ma con respecto al norte el plano vertical que contiene a esa línea. A diferencia de los planos, para la correcta orientación de las líneas en el espacio debe definirse el sentido de la dirección. Por lo tanto, la notación del sentido de la inmersión suele darse de 0º a 360º.

• Inmersión de una línea (I). Se puede definir como el ángulo que forma una línea con un plano horizontal medido sobre un plano vertical que contenga esa línea. El valor de inmersión de una línea varía entre 0º y 90º. En este caso no hace falta indi-



Página 18 de 25

car hacia dónde es la inmersión pues ya ese valor ya ha quedado definido por el sen-tido de la inmersión.

4.2. Representación de la estratificación y la esquistosidad

Para la representar la orientación espacial de la estratificación se utilizan una serie de símbo-los estándar (cruces). El aspa larga del símbolo hace referencia a la dirección de la capa (con respecto al norte) y el segmento corto indica hacia donde buza la capa. Este símbolo puede estar acompañado de un número que índica el valor del ángulo de buzamiento (siempre con respecto a la horizontal).

En el caso de que los estratos estén horizontales (β= 0º) o verticales (β = 90º) se utilizan símbolos distintos. También se utiliza un símbolo especial para representar estratos inverti-dos, es decir volcados. En el esquema inferior, se puede observar como una capa plegada presenta una zona en la que su posición es normal (punto 2), y otra zona en la que su posi-ción está invertida (punto 1).

La esquistosidad se representa de forma análoga a la estratificación. Pero se emplea un sím-bolo ligeramente diferente con un triángulo que indica hacia donde buza la esquistosidad.



Página 19 de 25

4.3. Representación de los contactos litológicos

Generalmente se pueden establecer tres tipos diferentes de contactos entre materiales: contactos concordantes, discordantes y mecanizados. Los dos primeros términos hacen referencia a las relaciones geométricas (paralelismo) que existen entre los planos de estratificación de dos materiales, es decir si son subparalelos o no lo son. Los contactos mecanizados son todos aquellos que ponen en contacto dos materiales por medio de una falla o fractura.

Para representar en los mapas geológicos las características de los contactos entre materia-les se utilizan diferentes tipos de líneas.

4.4. Representación de fallas

Las fallas pueden representarse simplemente como un contacto mecanizado. Aunque cuando es posible se debe añadir otra simbología que representa el tipo de falla.

• Si es una falla normal al símbolo de contacto mecanizado se le añaden segmentos perpendiculares de menor tamaño, que señalan el labio hundido de la falla

• Si es una falla inversa se le añaden unos pequeños triángulos, que señalan el labio levantado.

• Si es una falla de desgarre se añaden al símbolo de contacto mecanizado unas fle-chas que indican el sentido de movimiento.



Página 20 de 25

4.5. Representación de pliegues

Los pliegues se representan mediante una línea que marca la intersección del plano axial con la superficie del terreno, y unos símbolos (normalmente flechas) que nos indican el tipo de pliegue: sinclinal o anticlinal

Si es un pliegue anticlinal las flechas divergen desde la traza de la línea axial; por el con-trario, si el pliegue es un sinclinal las flechas convergen en un punto central. Las flechas señalan hacia donde buzan los flancos de la estructura plegada.

En el caso en que los estratos que conforman uno de los flancos del pliegue estén en posición invertida en vez de normal, los símbolos son diferentes.

De esta forma podemos diferenciar pliegue anticlinal con flanco invertido y pliegue sincli-nal con flanco invertido. En ambos casos los estratos que definen los flancos de los pliegues buzan en el mismo sentido, uno de ellos en posición normal y el otro invertido.



Página 21 de 25

5. HIDROGEOLOGIA La Hidrología es la ciencia que trata de las aguas terrestres, de sus maneras de apa-recer, de su circulación y su distribución en el globo; pero también de sus propiedades físicas y químicas, así como de sus interacciones con el medio físico y biológico, sin olvidar las reacciones de estas a la acción del hombre.

La Hidrología subterránea o Hidrogeología es aquella parte de la hidrología que estudia el almacenamiento, circulación y distribución de las aguas terrestres en la zona satu-rada de las formaciones geológicas.

5.1. El ciclo hidrológico

El agua en la hidrosfera se encuentra en los tres estados: sólido, líquido y gaseoso. El con-cepto de ciclo hidrológico lleva consigo el movimiento o transferencia de las masas de agua de un sitio a otro y de un estado a otro.

El movimiento de dichas masas de agua se deben al sol, que proporciona la energía para elevar el agua del suelo al evaporarla, y a la gravedad que provocará la precipitación del agua condensada, y que una vez sobre la superficie, vaya hacia las zonas más bajas.

Podemos suponer que el ciclo se inicia cuando una parte de vapor de agua conocido en la atmósfera se condensa y precipita. De esta agua no toda alcanzará la superficie del terreno; así, una parte se vuelve a evaporar durante su caída (evaporación directa), otra es retenida en charcos o pequeños surcos y volverá en su mayor parte a la atmósfera. Otra parte circula sobre la superficie y se concentra en pequeños regatos que se irán reuniendo en arroyos, para terminar desembocando en ríos (escorrentía superficial) y por último alcanzarán un mar o un lago, donde volverá a ser evaporado o se infiltrará en el terreno.

A la parte de toda la precipitación que penetra en el terreno se la conoce como INFILTRACIÓN, e ira rellenando los poros y las fisuras del terreno.

En casi todas las formaciones geológicas existe una parte superficial, cuyos poros no están habitualmente saturados en agua y otra inferior que se encuentra totalmente saturada. Enton-ces, una parte del agua infiltrada se quedará en la zona no saturada, de donde volverá a la atmósfera por evapotranspiración debida a las plantas. El resto se infiltrará más profunda-mente alcanzando la zona saturada.

Y dado que, salvo en las cuencas endorreicas, la mayor parte del agua de escorrentía superfi-cial y subterránea termina en el mar, puede considerarse que los océanos son el punto final del ciclo hidrológico.

Por lo tanto, el ciclo hidrológico es un proceso continuo en el que existe un régimen general con múltiples ciclos menores:

• Evapotranspiración.- Es el resultado del proceso por el cual el agua cambia del es-tado líquido al gaseoso, ya sea directamente o a través de la plantas. Dado que la evapotranspiración depende de dos factores, contenido de humedad del suelo y desa-rrollo vegetal, difíciles de cuantificar se han introducido dos nuevos conceptos:



Página 22 de 25

- Evapotranspiración potencial, que nos indicaría el límite máximo evo-transpirable con un desarrollo vegetal óptimo y una capacidad de campo máxima.

- Evapotranspiración real que nos indicaría el máximo evapotranspirable con las condiciones reales de capacidad de campo y desarrollo vegetal.

• Infiltración.- Es el volumen de agua que precedente de las infiltraciones, de los ríos o de la recarga artificial, atraviesa la superficie del terreno y ocupa total o parcial-mente los poros del suelo o de las formaciones geológicas subyacentes.

• Escorrentía.- Es el volumen de agua que pasa por un punto en un determinado pe-riodo de tiempo. Se puede diferenciar entre escorrentía directa, que es la que tarda muy poco tiempo en pasar por un punto después de haberse producido la precipita-ción. Escorrentía superficial que es la que alcanzaría el punto considerado después de haber circulado siempre sobre la superficie del terreno. Y escorrentía subterránea, que alcanzaría el punto considerado después de haber circulado un trayecto más o menos largo dentro de una formación geológica subterránea.

La escorrentía superficial se concentra se concentra enseguida en los curso de agua; por contra la escorrentía subterránea puede recorrer un largo camino antes de alcan-zar el exterior por medio de un río o un manantial.

Inventario de agua en la hidrosfera

LUGAR % DE AGUA TOTAL TIEMPO DE PERMANENCIA

Océanos 97,6 3000 años

Ríos 0,0001 15-20 años

Lagos (dulce) 0,009 10 años

Lagos (salado) 0,008 150 años

Humedad del suelo 0,01 Semanas-años

Casquetes hielo 1,9 Miles de años

Aguas subterránea 0,5 Decenas- miles de años

Vapor de agua 0,001 8-10 días



Página 23 de 25

5.2. Movimiento del Agua en el Terreno

Si partimos de una partícula de agua que se infiltra en el terreno, la trayectoria de esa partí-cula atravesaría los siguientes niveles:

Zona edáfica.- Es la zona de desarrollo de la cobertera vegetal. Presenta desde un elevado contenido en humedad (40%) hasta un mínimo, marcado por el punto de marchitamiento de las plantas.

Zona intermedia.- En ella el agua presente lo está debido a la retención específica. Esta zona intermedia separa la zona edáfica de la de saturación y el agua que se encuentra en ella se denomina vadosa o gravífica pues solo se desplazará por acción de la gravedad. Es una zona que puede llegar a no existir en áreas muy húmedas o alcanzar los 300m en áreas ári-das.

Franja capilar.- Es la parte inferior de la zona intermedia. Se trata de una zona de ascen-so/descenso del agua por capilaridad. Ello motiva que en un sedimento de grano grueso la transición entre la zona intermedia y la franja capilar sea brusca, mientras que dicho tránsito resulta imperceptible para sedimentos de grano fino. En su parte inferior se alcanza el punto de saturación.

Superficie freática.- Es la zona o superficie teórica definida por el nivel de superficie del agua en el interior de los pozos. Dicho de otra manera, la superficie freática es una superficie saturada de un terreno no confinado, en el cual la presión hidrostática es igual a la atmosféri-ca.

Zona de saturación.- Alude a toda área subterránea saturada en agua. Dicho agua penetrará libremente en los pozos hasta alcanzar su nivel freático. Su límite inferior viene marcado por una zona impermeable que impide la emigración de agua hacia niveles más profundos.

5.3. Clasificación Hidrogeológica de las formaciones rocosas.

a) Clasificación genética de las aguas subterráneas.

• Agua marina.- Procede de invasiones marinas sobre materiales no consolidados, de tiempos recientes, que ha quedado incorporada a ellos.

• Agua meteórica.- Agua ahora subterránea, pero que formó, en un tiempo reciente, parte del ciclo hidrológico.

• Agua congénita.- Agua que ha permanecido durante largo tiempo fuera del contacto de la atmósfera.

• Agua metamórfica.- Agua que ha permanecido en contacto con las rocas durante su metamorfismo.

• Agua volcánica.- Se encuentra o se ha originado en el interior de magmas a poca profundidad.

• Agua juvenil.- Agua que nunca ha formado parte del ciclo hidrológico.



Página 24 de 25

b) Clasificación de las formaciones rocosas

• Acuífero.- Estrato o formación geológica que permitiendo la circulación del agua a través de sus poros y grietas, es permisible la extracción de la misma en cantidades considerables. Que en función de la presión hidrostática se dividen en :

Acuífero Libre.- Aquel en el que existe una superficie libre de agua que es-tá en contacto directo con el aire por lo que está afectado por una presión igual a la atmosférica. Es por ello que si se perforan pozos que atraviesen to-tal o parcialmente el acuífero, la superficie obtenida por los niveles de agua en cada pozo formaría una superficie freática.

Acuífero Cautivo o confinado.- Aquel en el que el agua está sometida a una cierta presión, superior a la atmosférica y que ocupa la totalidad de los poros y huecos de la formación geológica que la contiene, saturándola totalmente. Es por ello que durante la perforación de un pozo en un acuífero confinado se obtiene un rápido ascenso del agua hasta estabilizarse en una determinada posición.

Acuífero semicautivo o semiconfinado.- Es un caso particular de un acuífe-ro cautivo en el que el muro y el techo que lo delimitan no son totalmente impermeables.

• Acuícludo.- Estrato o formación rocosa, que teniendo agua en su interior, incluso hasta su saturación, no la transmite ni permite su extracción

• Acuitardo.- Estrato o formación geológica que contiene cantidades apreciables de agua pero que la transmiten tan lentamente, que no resulta apta ni rentable su extrac-ción. Sin embargo, bajo condiciones especiales permite una recarga vertical de otros acuíferos.

• Acuífugo.- Estrato o formación geológica que ni contiene agua ni la puede transmi-tir.



Página 25 de 25

Bibliografía

• Lisle, R.J. Geological Structures and Maps. Pergamon Press, Oxford, 1988.

• Martínez Álvarez, J.A. Mapas Geológicos. Explicación e Interpretación. Paranin-fo, Madrid, 1985.

• Ramón-Lluch, R. y Martínez-Torres, L.M. Introducción a la cartografía geológi-ca. Ed. U. País Vasco, Bilbao, 1993.

• Castro Dorado, A. Petrografía Básica. Paraninfo, Madrid, 1989.

• MacKenzie, W.S., Donaldson, C.H. y Guilford, C. Atlas of igneous rocks and their textures. Longman, Essex, U.K., 1982.

• Tarbuk, E.J. y Lutgens, F.K. Ciencias de la Tierra. Prentice Hall, Madrid, 1999.

• Strahler, A. N. y Strahler, A.H. Geografía Física. Omega. Barcelona. 1987

• Custodio, E. y Llamas, M.R. (1983) Hidrología subterránea. Omega Barcelona

• Price, M. (2003).- Agua Subterránea. Limusa, 341 pp.

geologÍa - api.eoi.esapi.eoi.es/api_v1_dev.php/fedora/asset/eoi:45398/componente45396.pdf ·...

Documents